笔者结合前人剖面和区域资料, 补充了2008— 2012年5年中钻穿克里摩里组27口探井的资料, 详细研究了不同区域克里摩里组的地层结构、岩石学特征和沉积微相特征, 认为克里摩里期鄂尔多斯西部为镶边的陆棚边缘古地理背景(图 3), 由东向西依次为开阔台地、台地边缘浅滩、台地边缘斜坡— 斜坡脚、广海陆棚和深水海槽沉积环境(图 4)。主要的相带特征和识别标志如下。

2.1.1 开阔台地相

这是华北陆表海台地上极为平坦的一个正常浅海沉积相带, 低能宽相带, 可达数百千米, 在鄂尔多斯中东部地区广泛分布, 主要由深灰色灰泥石灰岩和含生屑的灰泥石灰岩组成(图 5-A), 富含介形虫、硅质海绵等微体古生物碎片, 块状构造, 在电测曲线上表现为自然伽马曲线(GR)低幅、近于平直, 电阻率极高。

图3

Fig.3

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	图3 鄂尔多斯西部地区中奥陶世克里摩里期沉积相模式Fig.3 Model of sedimentary facies of the Middle Ordovician Kelimoli Age in western Ordos area

2.1.2 台地边缘浅滩相

位于开阔台地西侧, 靠近祁连海域一侧, 该相带地层在岩石构造、电测曲线特征上与开阔台地极为相似, 仍为块状构造、低幅平直的GR和高电阻率值, 如图6中李1井和苏367井。但岩石成分、结构与开阔台地相有明显差异, 沉积物以亮晶胶结的颗粒石灰岩、灰泥质颗粒石灰岩和细晶云岩为典型特征, 颗粒含量大于30%, 灰泥石灰岩少见。颗粒主要由砂屑、粗粉屑、藻屑、藻灰结核和少量生屑组成, 砂屑和粉屑多为灰泥岩屑(图5-B), 生屑见球松藻、棘屑、介形虫、钙球和骨针等。细晶云岩可见残余颗粒暗影, 晶间孔和晶间溶孔极为发育(图 5-C)。

图4

Fig.4

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	图4 鄂尔多斯西部地区中奥陶世克里摩里期岩相古地理图Fig.4 Lithofacies palaeogeography map of the Middle Ordovician Kelimoli Age in western Ordos area

图5

Fig.5

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图5 鄂尔多斯西部地区中奥陶统克里摩里组沉积特征 A— 云化灰泥石灰岩, 含介形虫, 单偏光, 桃35井, 3381.97 m; B— 亮晶胶结云斑砂屑灰岩, 单偏光, 李4井, 4033.64 m; C— 细晶云岩, 见颗粒残余暗影, 发育晶间孔和溶孔, 单偏光, 鄂12井, 3784.78 m; D— 灰泥石灰岩, 含钙球, 单偏光, 余探2井, 4015.4 m; E— 深灰色含泥质条带灰泥石灰岩, 岩石表面氧化色变浅, 余探2井, 4014.43 m; F— 富含笔石的灰黑色泥页岩夹层, 鄂29井, 4110.22 m; G— 碎屑流钙质角砾岩, 颗粒支撑, 余探2井, 4007.3 m; H— 砂屑灰岩、生屑灰岩组成的角砾, 单偏光, 余探2井, 4007.0 m; I— 碎屑流钙质角砾岩, 颗粒支撑, 余探1井, 4054.84 m; J— 主要由生屑灰岩组成的角砾岩, 单偏光, 余探1井, 4055.02 m; K— 斜坡脚相的原地沉积泥岩, 可见少量生物碎片, 单偏光, 余3井, 4096.56 m; L— 含燧石团块和条带的薄层状灰岩, 宁夏同心县韦州青龙山卢草沟沟口Fig.5 Sedimentary features of the Middle Ordovician Kelimoli Formation in western Ordos area

图6

Fig.6

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	图6 鄂尔多斯西部任1— 苏367井中上奥陶统地层对比剖面Fig.6 Correlation profile of the Middle-Upper Ordovician from Well Ren 1 to Well Su 367 in western Ordos area

2.1.3 台地边缘斜坡相

地层垂向结构和开阔台地及台地边缘浅滩相不同, 斜坡相以中— 薄层灰泥石灰岩和中— 薄层含泥灰泥石灰岩不等厚互层为主。纵向上多数区域可识别出3个海平面升降旋回, 构成3个容易识别的四级层序, 每个旋回下部均以薄— 中层状含泥灰泥石灰岩夹泥灰岩和薄层页岩为主, 对应电测曲线为GR值较高, 呈锯齿状, 电阻率中高到较低; 旋回上部则以中— 薄层状灰泥石灰岩为主, 对应电测曲线GR值低幅平直, 电阻率极高, 普遍高于旋回下部(图 2, 图6)。除正常斜坡相的深水灰泥石灰岩(图 5-D, 5-E)和泥页岩(图 5-F)外, 可见大量的块状碎屑流沉积, 如在余探2井中见到的钙质角砾岩(图 5-G, 5-H), 这些角砾岩均为颗粒支撑, 砾石相互呈镶嵌状接触, 大小不等, 分选极差, 砾石含量可达80%以上, 砾石成分主要是来自于台地边缘浅滩相带的砂屑、藻屑和生屑, 基质由灰泥组成。

斜坡相带富含笔石薄层泥页岩夹层(图 5-F)有机质丰度较高, 如鄂29井实测有机碳含量1.10%~1.68%, 具有一定的生烃能力。

2.1.4 斜坡脚相

斜坡脚相是厚层重力流沉积和低能半远洋原地泥岩沉积伴生的区域。由于从斜坡脚开始海底坡度变缓, 重力流动能降低, 大量的碎屑物质集中堆积(图 5-I, 5-J), 常形成厚度巨大的坡脚裙, 而围岩却是低能沉积物(图 3)。研究区从天1井— 余探1井碎屑流角砾岩厚度渐增, 天1井厚仅3 m, 余探2井增至20.4 m, 余探1井最厚可达47 m(图 6), 邻近的余3井则主要是一套深水块状原地泥岩沉积(图 5-K), 泥岩单层厚度达43 m。根据以上特征, 再结合西侧广海陆棚探井的特征, 可以确定余探1— 余3井处在斜坡脚相带。

斜坡— 斜坡脚相带较窄, 宽20~30 km, 地层结构基本相似, 普遍呈明显的旋回特征, 地层厚度一般120~160 m, 仅余探1井由于碎屑流的大量堆积造成地层厚度增大, 达182.8 m, 因此是一个极为平缓的缓坡。在芦参1井以北钻井较多, 基本上可以控制斜坡相带的边界, 特别是余探1井一带达到了精确划分的程度, 芦参1井以南是一个推测的边界, 可靠性较差。

岩溶实验研究表明, 钙质角砾岩等粒屑灰岩的可溶蚀性高于灰泥石灰岩(翁金桃, 1984), 由于斜坡— 斜坡脚相带的碎屑流钙质角砾岩和围岩结构的差异, 在后期加里东构造抬升风化剥蚀期地下水优先溶解钙质角砾岩, 并连续发育, 形成顺层状的岩溶洞穴带(王红伟等, 2011), 晚期洞穴失稳垮塌, 洞穴顶板的灰岩失去支撑破裂发育大量裂隙, 和洞穴中残余的空间形成良好的储集体, 天1和余探1等井洞穴型储集层发育都是与这套角砾岩有直接关系的。所以, 斜坡— 斜坡脚相带的界定, 也就意味着圈定了岩溶洞穴带的分布范围, 这对天然气勘探目标选择具有重要的指导意义。

2.1.5 广海陆棚相或深水陆棚相

在Wilson(1975)的标准相模式中, 广海陆棚是位于晴天浪底之下、极限风暴浪底之上、透光带内或刚好在透光带之下、水深数十米到数百米的深海盆地和活动台地之间的高地(Flü gel, 2010)。英文文献以深水陆棚(deep shelf)表示, 从而区别于水深相对较浅的开阔台地(open-marine platform)。这个区域的地层岩性以薄层状富含生物化石的灰泥石灰岩、夹薄层灰黑色笔石泥页岩为典型特征, 野外剖面如宁夏韦州青龙山剖面和乌海桌子山地区老石旦剖面。青龙山剖面的克里摩里组见有大量燧石团块和燧石条带(图 5-L), 老石旦剖面克里摩里组下部见有大量三叶虫化石, 安泰庠和郑昭昌(1990)还在上述2个剖面中见到了放射虫, 说明沉积水体较深。任1、惠探1等井处在这个相带, 但主要是由薄层状的原地沉积灰泥石灰岩组成, 重力流沉积极为少见, 这是区别于斜坡相带的主要依据; 电性特征也与斜坡相带不同, 反而与台地边缘浅滩及开阔台地极为相似, 也是低幅平直的GR值、极高的电阻率值(图 6)。

乌海桌子山地区老石旦剖面的沉积特征与广海陆棚相更为相似(张文华等, 1996), 与前述斜坡和斜坡脚相不太相同, 考虑到老石旦剖面奥陶系是一个外来岩体, 构造恢复后其原始位置可能更靠西部(汪泽成等, 2005), 作者未作古地理位置的恢复, 因此老石旦区落在斜坡相带边缘了。

2.1.6 海槽相

主要分布在贺兰山地区、走廊过渡带和南部的祁连造山带, 作者在这一地区未做过实际工作, 主要是根据甘肃省地质矿产局(1989)、安泰庠和郑昭昌(1990)、林畅松等(1991)、高振中等(1995)、李天斌(1997, 1999)、冯増昭等(2003, 2004a, 2004b)、丁海军等(2008)、吕昌国等(2009)、黄喜峰等(2010)文献综合。与克里摩里组相对应的地层为樱桃沟组和米钵山组下部, 是一套由砂岩、板岩不等厚互层夹砾岩和砂质不纯灰岩构成的韵律性类复理石建造(安泰庠和郑昭昌, 1990)。

克里摩里期, 贺兰裂谷开始再次活动, 由早中奥陶世的台地相演变为斜坡— 深裂陷海槽沉积环境(林畅松等, 1991; 吕昌国等, 2009), 东西向表现为明显的不对称性, 西侧发生剧烈的裂陷活动(林畅松等, 1991), 东侧为缓慢沉降, 西部地层厚度剧增, 最厚可达1000 m以上, 而东侧地层厚度相对稳定, 一般100~200 m, 最厚不超过300 m, 受构造裂陷活动控制, 西侧可能发育一系列错断形成的陡崖或陡坡, 而东侧则主要是由于沉降差异形成的缓坡古地形。海槽两侧物源供给条件亦有所不同, 东侧紧邻鄂尔多斯地块浅水碳酸盐岩台地, 而西侧可能有来自阿拉善地块的陆源碎屑供给(林畅松等, 1991; 丁海军等, 2008; 吕昌国等, 2009; 黄喜峰等, 2010)。受构造差异和东西两侧物源条件的控制, 从东侧推进的重力流体系为碳酸盐岩扇裙, 以碎屑流钙质角砾岩沉积为主, 沿南北向缓坡带分布, 延伸距离较短, 缺乏明显水道化现象或水道很浅(林畅松等, 1991), 从西侧推进的重力流体系则有海底浊积扇分布, 延伸较远, 可达深海平原, 除碳酸盐岩碎屑外, 浊积砂岩常见。这些浊积砂岩系由低成熟度的长石砂岩和长石石英砂岩组成, 其主量元素在Bhatia构造环境判别图解上大多落于大陆岛弧和活动大陆边缘内, 反映沉积物源来自西南部的北祁连地区和西北部的阿拉善地块(黄喜峰等, 2010), 贺兰山西麓樱桃沟剖面所测古水流方向为南东向, 也反映物源主要来自阿拉善地区(丁海军等, 2008), 因此高振中等(1995)识别出由东向西推进的贺兰山海底扇展布方式无法从区域构造背景和母源物质来源给以合理的解释, 值得进一步商榷。

中晚奥陶世过渡期, 鄂尔多斯西部地区与全球海平面变化同步, 发生大幅度上升, 碳同位素发生明显的正向偏移, 反映水体在不断加深(陈强等, 2012), 随着东部地区的抬升, 从克里摩里期台地— 斜坡相古地理背景逐渐演变为乌拉力克期相对闭塞的斜坡— 深水盆地相古地理环境(图 7)。在靠近鄂尔多斯剥蚀古陆一侧的乌拉力克组是一套厚度相对稳定(60~100 m)、特征明显的灰黑色含笔石泥页岩(图 2; 图8-A, 8-B), 夹数层钙质角砾岩(图 8-C)的深水沉积; 笔者从西向东追踪对比过程中, 没有发现向浅水台地相过渡的迹象, 但在地层缺失线附近的地震剖面上却发现同沉积的断裂(图 9)。结合当时的沉积构造背景, 不难得出这样的结论, 即:由于从克里摩里晚期开始贺兰海槽强烈活动, 产生大量的同沉积裂陷, 因此造成东部抬升, 受边界断裂控制形成地形相差巨大的陡崖地貌, 西侧沉降的同时, 伴随全球海平面的上升, 演变为深水斜坡— 盆地沉积环境。紧邻乌拉力克期边界断裂的东部陡崖地区, 恰处于克里摩里期台地边缘浅滩相和台缘斜坡相的上部, 由于古地形的巨大差异, 地层垮塌、破碎的大量碎屑物质被剥落带入盆地, 形成乌拉力克组内部的数套角砾岩透镜体(图 10, 图8-C), 角砾成分主要是灰泥碎屑、生物碎屑等早期克里摩里组沉积。值得注意的是乌拉力克组底部普遍发育了一套钙质角砾岩(图 2, 图8-C), 这套角砾岩不仅在桌子山地区普遍存在(安泰庠和郑昭昌, 1990), 在井下也是广泛分布, 由于角砾岩成分为较纯的石灰岩, 与下伏的克里摩里组顶部灰泥石灰岩成分一致, 造成常规测井无法区分二者, 但是借助于岩心和成像测井资料可以很好地识别。在微电阻率扫描成像图上, 乌拉力克组底部块状高阻的角砾岩和下伏克里摩里组层状、中高阻灰泥石灰岩形成鲜明的对比。借助于成像测井, 笔者对棋探1井原认为克里摩里组顶部“ 可疑海绵礁” 的一段地层重新分析, 发现这套地层实为乌拉力克组底部的角砾岩, 并不是礁相沉积, 其成像特征、上下地层组合关系在区域上均可很好地对比。看来鄂尔多斯西部克里摩里组的成礁条件很差, 导致近年围绕棋探1井钻探的一些探井均未发现礁相地层, 诚如冯増昭等(2004b)所断言在鄂尔多斯地区不要轻信“ 礁” 或“ 礁油气藏” 。

深水斜坡— 盆地相带中的乌拉力克组底部的笔石页岩是一套强还原环境的产物, 富含黄铁矿(图 8-B), 形成于奥陶纪最大海泛期, 具有浓缩段的特征。泥页岩有机质丰度较高, 有机碳含量0.15%~1.24%, 平均0.51%, 与塔里木盆地同期台缘斜坡灰泥丘相烃源岩具有相似的沉积背景, 但有机碳丰度相对偏低(梁狄刚等, 2000)。陈孟晋等(2007)分析认为高丰度有机质主要来自笔石的“ 皮壳体” , 是由硬质蛋白质转化而成的、具有很好生烃潜力的富氢有机显微组分。其海相镜状体反射率1.8%~1.9%, 已达高过成熟阶段, 是该区奥陶系主要的烃源岩层, 和克里摩里组岩溶洞穴带形成较好的源储配置关系, 具有形成奥陶系内幕气藏的潜力, 近期已在余探1井克里摩里组发现了奥陶系气源供给的气藏。

图7

Fig.7

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	图7 鄂尔多斯西部地区中— 晚奥陶世乌拉力克期岩相古地理Fig.7 Lithofacies palaeogeography map of the Middle-Late Ordovician Wulalike Age in western Ordos area

西部海槽区则主要是受陆源碎屑供给的一套砂泥岩互层的类复理石浊积岩, 厚度巨大, 属超补偿沉积, 不利于有机质的保存, 不具备生烃能力。在南部北祁连地区与乌拉力克组相当的地层为中堡群中上段, 崛蜈山剖面中堡群是由变质砂岩、粉砂岩、板岩、千枚岩、石灰岩、硅质岩及中基性熔岩和凝灰岩组成(甘肃省地质矿产局, 1989), 具有海槽沉积特征, 结合区域岩相古地理演化分析(冯増昭等, 2003, 2004a), 当时可能并不存在所谓的西南华山古陆(高振中等, 1995)。大地构造研究表明, 晚奥陶世北祁连地区和贺兰海槽区为典型的沟— 弧— 盆体系, 在北祁连西段存在火山岛弧形成的岛链(许志琴等, 1994; 冯益民, 1997), 它们与活动的阿拉善古陆共同构成了深海浊积砂岩的主要物源区(黄喜峰等, 2010)。

图8

Fig.8

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	图8 鄂尔多斯西部地区中— 上奥陶统乌拉力克组岩心照片 A— 水平层理的灰黑色泥岩, 图中暗色部分为泥岩, 浅色部分为含钙质纹层, 鄂29井, 4050.61 m; B— 纹层状含笔石泥岩, 底部暗色矿物为黄铁矿, 余探2井, 3973.92 m; C— 乌拉力克组底部的钙质角砾岩, 大小混杂, 分选极差, 砾石主要由灰泥砂屑和生屑组成, 余探2井, 3976.90 m Fig.8 Core photos of the Middle-Upper Ordovician Wulalike Formation in western Ordos area

图9

Fig.9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图9 乌拉力克组缺失线附近的同沉积断层Fig.9 Synsedimentary fault near absent line of the Wulalike Formation

图10

Fig.10

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	图10 鄂尔多斯西部地区中— 晚奥陶世乌拉力克期沉积相模式Fig.10 Model of sedimentary facies of the Middle-Late Ordovician Wulalike Age in western Ordos area